eau mer
DESCRIPTION
Propriétés physiques de l'eau de merTRANSCRIPT
S. Speich PO1_03 - 1
Température et Salinité
Distributions de la température et de la salinité à la surface des
océans
Observer l’océan
Distributions verticales de la température et de la salinité Masse
volumique de l’eau de mer et équation d’état
Anomalie de densité, volume spécifique
Température potentielle, densité potentielle, densité neutre
Distributions verticales de l’anomalie de densité
Concept de masse volumique de l'eau de mer
Les propriétés physiquesde l’eau de mer
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Rappel sur les propriétés de l’eau pure (1)
• Masse moléculaire = 18;
• H+: 1 proton et 1 électron gravitant autour;
• O=: 8 électrons (2 saturent la couche la plus proche au noyau, et les 6 autres gravitent sur une couche périphérique qui
peut supporter un maximum de 8 électrons);
• O= est donc lié à chaque H+ par des liaisons de covalence mettant en jeu un doublet d’électrons (i.e., 4 électrons restent
non liés);
• H2O : triangle isocèle (d’angle HOH 105°). Molécule globalement neutre électriquement, mais la densité électronique a
tendance à s’accentuer au voisinage du noyau d’oxygène (existence d’un moment électrique);
• Les noyaux d’hydrogène (plutôt chargés +) vont avoir tendance à attirer (formation de liaisons « hydrogène »
électrostatique) le nuage électronique d’un autre atome d’oxygène => glace = cristal tétraédrique (angle théorique:
109°28’) facilité par l’angle initial de la liaison HOH;
• Passage état solide => liquide := rupture de certaines de ces liaisons « hydrogène ». Ceci requiert de l’énergie :=
augmentation de T. En élevant T d’avantage => état gazeux (destruction de toutes les liaisons « hydrogène »);
• Passage état solide => liquide := effondrement de certaines liaisons « hydrogène » = tassement de la molécule (densité
augmente). Puis, au fur et mesure que T augmente => agitation des molécules H2O compense cet effet de contraction
=> dilatation de la structure (dilatation thermique => diminution de la densité; maximum de densité - sous conditions
normales - à 4°C).
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Rappel sur les propriétés de l’eau pure (2)
• Chaleur spécifique élevée (la + haute de tous les solides et liquides sauf NH3) : 4.18 103 J kg-1 °C-1
Inertie thermique (pas d'extrêmes marqués : -1.87 à + 42 °C pour -68 à +58 °C sur continent)
Bon milieu de stockage et de transport
• Chaleur latente de fusion (3.33 105 J kg-1) la + grande (sauf NH3)
Gros effets thermostatiques aux changements de phase
Crucial lors des transferts d’énergie entre océan et atmosphère
• Transparence (absorption d’infrarouge et ultraviolet)
Forte absorption d’énergie solaire
Incolore en petites quantités
• Milieu neutre, mais à constante diélectrique élevée (sépare bien les ions chargés)
Pouvoir solvant exceptionnel (du fait de l’organisation des molécules)
Bon milieu réactif
• Peu compressible
Mais la surface de l’océan est néanmoins 30 m plus basse que pour un fluide incompressible de même masse
volumique moyenne
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Température de surface de la mer
SST (Sea Surface Temperature)
t [ °C] = T [K] – 273.15
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Les sels dissous dans l’eau de mer
Eau de mer = eau salée
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• EEau de mer: solution saline à
3.49%
• LLe constituent halin
majoritaire est le Chlorite
• PPlus l’eau est salée, plus elle
est dense
Eau de mer = eau salée
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Origine des sels dissous dans l’eau de mer ?
Ou origine liée au processus de formation des
coches terrestres (noyau, manteau, croûte,
océan et atmosphère) ?
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SALINITE
Définition: La salinité est le poids en grammes de résidu solide contenu dans
un kilogramme d’eau de mer quand tous les carbonates ont été
transformés en oxydes, le brome et l’iode remplacés par le
chlore, et que toute la matière organique a été complètement
oxydée.
Océans := remplis d’eau salé
• Loi de Dittmar (1884) : Dans l’eau de mer, quelle que soit la salinité, à condition qu’elle ne soit pas trop faible, les proportions
relatives des principaux constituants sont pratiquement constantes et le dosage de l’un d’eux donne la teneur des autres et aussi la
salinité.
• En 1903 Knudsen a mis au point une méthode chimique pour mesurer la salinité et la densité. La salinité (S) est, d’après la loi de
Dittmar, proportionnelle à la chlorinité (Cl). Nous considérons actuellement que :
S = 1.806655 Cl
• La chlorinité est déterminée en précipitant les halogènes par du nitrate d’argent. Le dosage se fait en valeur relative par rapport à
une eau de référence. Cette eau, dite « eau standard », est préparée par le Laboratoire Hydrographique de Copenhague. Sa
chlorinité est proche de 19,381 g/kg qui correspond à une salinité de 35 g/kg.
• Frank Wenner (1930), près avoir remarqué qu’à pression atmosphérique la conductivité de l’eau de mer variait avec la salinité et la
température, conçoit les premiers salinomètres de laboratoire. Ils mesurent le rapport entre la conductivité de l’eau standard et de
l’eau à analyser à une même température connue (15°C). Depuis, la mesure de la salinité S se fait toujours en calculant d’abord ce
rapport de conductivité R15. Dans le cas de mesures obtenues avec des capteurs de conductivité, une correction doit être apportée
en fonction de la température t et, éventuellement, de la pression p. La salinité S est donc une fonction du rapport de conductivité R,
de la température t et de la pression p :
S = f (R, t, p)
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Océans := remplis d’eau salé (2)•Une salinité de 35.5 g/kg d’eau de mer peut s’écrire 35.5 ppm (partie par mille), 35.5 ppt (part per thousand), 35.5 ‰, 35.5 PSU (Pratical Salinity
Unit) ou simplement 35.5.
•La mesure de la conductivité in situ C(S, t, p) pour une salinité So/oo, une température t en °C et une pression p en dbars est d’abord convertie
en rapport de conductivité :
•R = C(S,t,p) / C(35‰,t,p)
•Où, par exemple :
•C(35o/oo, 15°C, 0) = 42.914 mS.cm-1
•La salinité absolue, représentée par le symbole SA est définie comme étant le rapport de masse de matière dissoute dans l'eau de mer sur la
masse d'eau de mer. En pratique, cette quantité ne peut pas être mesurée directement et une salinité pratique est définie pour rendre compte des
observations océanographiques.
•La salinité pratique, symbole S, d'un échantillon d'eau de mer, est définie à l'aide du rapport Rt de la conductivité électrique de cet échantillon
d'eau de mer à la température de 15°C et sous une pression d'une atmosphère normale, à celle d'une solution de chlorure de potassium (K Cl),
dont la masse de K Cl par kilogramme de solution est 32,4356 10-3, aux même températures et pression. La valeur de K15 exactement égale à 1
correspond, par définition, à une salinité pratique exactement égale à 35. La salinité pratique est définie en fonction du rapport Rt par l'équation
suivante :
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Salinité de surface moyenne
SSS (Sea Surface Salinity)
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Gamme des variations de la salinité
Bassins océaniques :
33 < S < 37
Plateaux continentaux, mers fermée s :
28 < S < 40
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Relation entre le bilan d’eau douce (Evaporation -
Précipitation)
et la salinité de surface
E-P
SSS
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Pourquoi cette relation entre le bilan d’eau douce
et la salinité de surface ?
• Quand l’eau de mer évapore, en fait
la quantité de sel qu’elle contient
reste dans l’océan. L’eau qui passe
dans l’atmosphère par évaporation,
est essentiellement de l’eau douce.
• Le même est vrai pour la
congélation d’eau de mer: la glace
de mer est constituée d’eau douce.
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Mesures de Température et Salinité
• Pour mesurer la salinité et la température en océanographie on
utilise couramment la bathysonde. Les bathysondes sont
descendues à l’extrémité d’un cable électroporteur coaxial qui
remonte les signaux généralement codés en fréquence. Un
thermomètre à resistance de platine assure la stabilité de la mesure
de température, complété par une thermistance répondant aux
fluctuations rapides.
• La conductivité est mesurée par une cellule à électrodes, la
pression par un capteur a jauges de contraintes ou à quartz.
• La sonde est étallonée en laboratoire avant et après la campagne
de mesures afin d’obtenir des précisions de 0.003°C et 1 db.
• Les mesures de salinité et d’oxygène fournies par la sonde sont
calibrées par l’analyse d’échantillons d’eau de mer recueillis à
plusieurs niveaux à l’aide d’une rosette de prélèvement. Des
précisions de 0.003‰ pour la salinité sont actuellement atteintes.
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Mesures de Température et Salinité:
Mais, est-ce qu’il est facile de mesurer l’océan?
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Densité des mesures de température de surface
dans le temps (1880-1980)
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Mesures par satellite
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Exemple de dérivation du niveau moyen de la mer
par altimétrie satellitaire
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Exemple de mesure de la SST par satellite
(au sud de l’Afrique)
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Nouveaux instruments de mesure:
les flotteurs profilants
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Comment fonctionnent les
flotteurs profilants
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Global Component of the Observing Subsystem
Integrate Remote & In Situ Sensing
An International Collaboration
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Exemple de mesure de la température et salinité
par un flotteur profilant
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La propagation de la lumière dans l’eau
La lumière en provenance du soleil est atténuée par l'atmosphère avant d'atteindre la surface de
l'eau (figure 3.9) ; sous l'eau on constate que l'atténuation est considérable, les infrarouges sont
absorbés dans le premier mètre et peu de lumière atteint les 100 mètres. Au delà de 1000 mètres
c'est la nuit noire.
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La propagation de la lumière dans
l’eau
L'absorption de l'énergie des photons par transition de niveau d'énergie des atomes et des molécules constituantsl'eau de mer.Les différentes concentrations de ces constituants et les différents niveaux d'énergie excitables déterminent la façondont les différentes longueurs d'onde composant le spectre de la lumière sont absorbées..Le premier constituant de l'eau de mer c'est l'eau ! L'eau pure est pour la lumière un milieu très absorbant, enparticulier pour les infrarouges. Au second rang, du point de vue de l'absorption on trouve les substances organiquesen suspension. Par contre, la plupart des substances composant le sel marin ont peu d'effet sur l'absorption de lalumière dans l'eau. Il n'y a pratiquement pas de différence entre le spectre d'absorption d'une eau de mer très claireet celui de l'eau distillée.
La diffusion de la lumière est un phénomène physique que l'on rencontre lorsque des inhomogénéités optiques dumilieu provoquent des changements aléatoires de la direction des rayons lumineux. Cela est dû par exemple à laprésence de particules en suspension ou de particules constituées de molécules d'eau de densité différente dumilieu environnant. Pour les grosses particules la diffusion est le résultat de la réflexion, réfraction et diffraction parde telles particules. Lorsque les dimensions des particules sont inférieures à la longueur d'onde considérée, commec'est fréquemment le cas pour l'eau de mer, l'optique géométrique ne suffit plus à expliquer la diffusion et il fautfaire appel à la théorie des ondes électromagnétiques.
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La propagation de la lumière dans
l’eau
L'atténuation de la lumière sous l'eau est essentiellement due à l'absorption, la diffusion ayant une moindre
importance. Cette atténuation est fonction de la longueur d'onde et des caractéristiques physiques et
chimiques de l'eau de mer. Cette propriété optique apparente de l'eau de mer permet de la caractériser et
donne des informations sur la densité, les concentrations des matières en suspension et la productivité
biologique.
l'intensité lumineuse à une longueur d'onde donnée varie en fonction de la profondeur:
I z( ) = I0 exp( k )z
Où I0 est l’intensité lumineuse de surface et k le coefficient d’atténuation verticale de l’eau de mer. La
couleur de la mer s'étend du bleu au vert. Le bleu indigo caractérise les mers tropicales et équatoriales,
lorsqu'il y a peu de production biologique. A des latitudes plus grandes, la mer est bleu-vert voir verte
dans les régions polaires.
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Les couleurs de la mer
Il y a deux facteurs contribuant à la couleur bleu de l'océan aux faibles latitudes,
lorsqu'il y a peu de production biologique. En eau profonde, lorsque l'on regarde sous
l'eau, la lumière que l'on voit est celle diffusée par les molécules d'eau. La diffusion
étant plus importante pour les petites longueurs d'onde (bleu) que pour les grandes
longueurs d'onde, l'eau parait bleue. De plus les composantes rouges et jaunes de la
lumière solaire sont absorbées en quelques mètres, la seule composante susceptible
d'être diffusée est donc le bleu.
Dans les régions où la productivité biologique est importante, la chlorophylle contenue
dans le phytoplancton absorbe la composante bleue et la lumière se décale vers le
vert.
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L'interprétation de ces mesures apporte des résultats importants pour l'étude de la
photosynthèse et donc du cycle du carbone, sur l'interaction du vent et des courants
avec la biologie de l'océan ainsi que sur l'influence de l'activité humaine sur
l'environnement océanique.
Les mesures de la
couleur de la mer
La mesure de la lumière émise par
l'océan (réflexion et rétrodiffusion) à
certaines longueurs d'onde donne des
informations quantitatives sur la
teneur en éléments organiques et
autres matériaux en suspension des
couches de surface.
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Les mesures de la
couleur de la mer
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L’océan en profondeur
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surface 500 m
S 500 mS surface
L’océan à la surface et à 500 m de profondeur
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500 m 2000 m
S 2000 mS 500 m
L’océan à 500 m et à 1500 m de profondeur
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Dernier (et plus important) programme
d’observations océaniques :
the World Oceanic Circulation (devenu avec le
temps Climate) Experiment (WOCE)
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Océan Pacifique
Tpot
S
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Océan Indien
Tpot
S
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Océan Atlantique
Tpot
S
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0
Océan
Pacifique
0
Océan
Indien
0
Océan
Atlantique
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Schéma de la structure verticale océanique (en
fonction de la latitude)
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La température moyenne de l’océan global
est:
t = 3.5 C
La salinité moyenne de l’océan global est:
S = 34.7
50% de l’eau de l’océan global se trouve
dans l'intervalle:
1.3 C < t < 3.8 C
34.6 < S < 34.8
Température et salinité moyennes
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L’océan global en valeurs de température
et salinité
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Masse volumique de l’eau de mer
Sea water density
• LLa masse volumique de l’eau de mer est
sûrement l’un des paramètres le plus
important dans l’étude de la dynamique
océanique, car elle en contrôle les
mouvements.
• LLa masse volumique de l’eau de mer
dépends de sa température, salinité et
pression. Cette dépendance est formalisée
dans l’Equation d’état.
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• PPlus l’eau de mer est
froide, plus elle est dense;
• PPlus l’eau est salée, plus
elle est dense;
• LLa densité de l’eau de mer
dépends de la salinité et de
la température
Température du maximum de densité pour l’eau en fct
de S
Température de congélation en fct de la salinité
Masse volumique de l’eau de mer
Sea water density
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En océanographie, par commodité on choisit comme notation :
(T,S,p) = (T,S,p)-1000 kg/m3
et on l'appelle densité.
La comparaison des densités de deux masses d'eau n'a de sens que si on considère ces deux
masses d'eau à la même profondeur (et donc à la même pression). On utilise donc
fréquemment la densité à la pression atmosphérique .
(T,S,0) = (T,S,0)-1000 kg/m3
Cela ne signifie pas que les effets de la pression sur la densité soient négligeables.
La densité augmente avec la profondeur, les eaux les plus denses se trouvant naturellement
au fond des océans. L'évolution de la densité avec la profondeur n'est toutefois pas uniforme.
Masse volumique de l’eau de mer
Sea water density
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La masse volumique de l'eau de mer dépend de la salinité S, de la température T et de la pression p. La relation est
l 'équation d'état de l'eau de mer.
Cette relation empirique est le résultat de nombreuses études en laboratoire. La première équation établie en 1902
par Knundsen et Ekman est aujourd'hui remplacée par "l'Equation d'Etat Internationale (1980)".
Masse volumique de l’eau de mer
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Formule simplifiée pour l’équation d’état
= 0 + (T-T0) + (S-S0)
= / T
= / S
Parfois, en raison de sa simplicité, on utilise pour la
masse volumique de l’eau de mer une formulation
linéaire et indépendante de la pression
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Masse volumique de l’eau de mer
augmente de 1 kg m-3 quand T diminue de 5°
quand S augmente de 1‰
quand p augmente de 200 dbar
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Anomalie de densité
Anomalie de densité in situ :
p,T,S( ) = (p,T,S) 1000.
Anomalie de densité en surface :
tT,S( ) = (0,T,S) 1000.
Anomalie de densité potentielle :
= (0, ,S) 1000.
C’est l’anomalie de densité d’un « paquet » d’eau ramené adiabatiquement
en surface.
Sq est très utilisée car il permet de comparer la densité de deux masses
d’eau ramenées à la même pression (ici p = 0)
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Densité de l’eau de mer
à la surface des océans
Moyenne hiver (hémisphères sud et nord)
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Volume spécifique et son anomalie
Volume spécifique :
=1
Anomalie de volume spécifique :
= p,T,S( ) p,0,35( )
[ ] = m3 kg-1
Dans , on regarde les contributions de T et S à l’anomalie,
pas celle de p. Jusqu’à il n’y a pas longtemps, on calculé
les vitesses géostrophiques à partir des tables des valeursde . Aujourd’hui tout ceci est informatisé.
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Effets de le pression sur la température et la
densité de l’eau de merLa densité varie avec la pression. La température aussi. On a en effet une variation adiabatique de
la température avec la pression.
Considérons une masse d'eau à S=35, T=5°C à la surface. On la descend à 4000 m en supposant
quelle n'échange pas de chaleur avec les masses d'eau avoisinantes (adiabatique). Cette masse
d'eau subit le travail de la pression (compression adiabatique).
Pour le dernier exemple, la température de 5°C à 4000m est la température in situ (mesurée au
thermomètre à 4000m), et la température de 4,56°C est la température potentielle (mesurée
lorsqu'on ramène un échantillon à la surface).
Ce travail est transformé en chaleur cédée à la
masse d'eau. A l'arrivée la température de cette
masse d'eau est de 5,45°C. Inversement, la
dilatation s'accompagne d'un refroidissement.
Une masse d'eau à 5°C à 4000 m aura une
température de 4,56°C à la surface.Ce
phénomène est à prendre en compte lorsque
des quantités d'eau subissent des variations de
profondeur importantes. Pour cela on définit la
température potentielle .
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Température potentielleTempérature potentielle:= température atteinte par un
élément de fluide ramené adiabatiquement (sans échange
thermique avec l’eau avoisinante) à la surface de l’océan.
Si, Ti, pi sont les valeurs de salinité, température et pressionin situ et et le taux lapse adiabatique. La température
potentielle est plus petite que la température in situ (écart
allant jusqu’à 1.5°C).
S,T, p( ) = T +p
pr(S, S,T, p( ))dp
S. Speich PO1_03 - 52
T
Température in situ et potentielle: exemple dans l’Océan
Pacifique (section méridienne à 25° W)
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Densité potentielleDensité potentielle:= densité qui aurait une particule d’eau si on la
remontais de manière adiabatique à la surface sans aucun changement
de salinité. Elle se note et elle est une propriété thermodynamique
conservative.
= (S, ,0)
1, 2, 3, 4 := puisque ne tient pas
compte des effets de la pression sur la
température pour des observations
effectuées à relativement grandes
profondeurs, pour comparer des valeurs
de masse volumique à des grands
profondeurs, il est préférable calculer lavaleur de à une pression égale à 1000,
2000, 3000 ou 4000 m:
4= (S, ,4000)
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Exemples : utilisation de 4
4
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0 4
Exemples : différences 0 et 4
PAC
IND
ATL
S. Speich PO1_03 - 56
Densité potentielle relative à (a) 0 dbar
et (b) 4000 dbar en fonction de la
température et de la salinité
(diagramme T-S):
• La pair bleu représente le
phénomène de « cabelling »
(augmentation de la densité après
mélange de deux particules d’eau
de même densité).
• La pair rouge montre la
comparaison entre de l’eau chaude
et salée et de l’eau froide et douce.
S. Speich PO1_03 - 57
Surfaces neutres et densité potentielle• Une particule d’eau a tendance à se déplacer localement le long d’un chemin à densité
constante de manière à toujours rester en dessous d’eau moins dense et au dessus de
celle plus dense. Plus précisément, elle se déplace sur un chemin de densité potentielle
constante. Ce chemin est appelé « chemin neutre » (Eden and Willebrand, 1999).
• Un élément de surface neutre est la surface tangente aux chemins neutres passant par
un point dans l’eau. Aucun travail est nécessaire pour déplacer la particule sur cette
surface parce que il n’y a pas de force de flottabilité qui agit sur la particule quand elle
se déplace (ici nous ignorons le frottement).
• Ce calcul n’est pas exactement possible par tout l’océan. Jackett and McDougall (1997)
ont développé une densité neutre pratique, n,et une surface neutre qui s’éloigne au
maximum de quelques dizaines de mètres d’une surface idéal partout dans le globe.
• Ce calcul a été fait à partir de la climatologie de Levitus (1982). Cette climatologie est
utilisée pour calculer n la où des mesures de T et S en fonction de la profondeur sont
disponibles. Ainsi, n est une fonction de S et T, p, longitude, latitude.
S. Speich PO1_03 - 58
Le niveau de la mer n’est pas plat
Le niveau de la mer est modifié par:
• Les marées
• Le passage d’ondes (Kelvin, Rossby, internes, …)
• La valeur locale de la masse volumique océanique:
• La masse volumique dépends de T et S: plus la densité
est élevée (eau froide, salée) plus petit est le volume
qu’elle occupe.
S. Speich PO1_03 - 59
Equations de mouvement en océanographie
u
t= fv +
1forcesx
v
t= fu +
1forcesy
+=
+=
y
x
forces1
fut
v
forces1
fvt
u
S. Speich PO1_03 - 60
Force de gradient de pression
T3,S3
Bottom of the ocean
T1,S2 T2,S2
T3,S3
T1,S2 T1,S1
H3 = H’3H3
H2
H1H’
1
H’2
H’3
H2 < H’2
T2 < T1
H1 < H’1
S1 < S2
Bottom
P1 pressure at the free surface = atmospheric pressure
P2
P3
+ ++ +- -- -
P1
++--
+ + ++ + +- - -- - -
pressure gradient
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Accélération de Coriolis :
accélération apparente pour un observateur
solidaire au système en rotation
S. Speich PO1_03 - 62
Rotation terrestre et équilibre géostrophique
fuy
P1
fvx
P1
=
=
S. Speich PO1_03 - 63
Rotation terrestre et équilibre géostrophique
West EastPressure gradientPressure gradient fCoriolis fCoriolis forceforce
Horizontal section
North
South
Sea surface
---- + + ++ + +Pressure forcePressure force
Vertical section
West East
Est
South
West
Pressure forcePressure force
Cor
iolis
Cor
iolis
forc
e
forc
e
North
S. Speich PO1_03 - 64
Mouvement géostrophique : il laisse les hautes
pressions sur sa droite (gauche) dans
l’hémisphère boréal (austral)
Pressure Gradient Force (PGF) = Coriolis Force (CF)
f u = - ( p / y) /
S. Speich PO1_03 - 65
Mouvement géostrophique
S. Speich PO1_03 - 66
Hauteur stérique
p
z= g
h z1,z2( ) = (T,S, p)
0dz
z1
z2
En supposant l’océan en équilibre
hydrostatique
On peut calculer la distance verticale (i.e.,
la différence de profondeur) entre deux
surfaces de pression constante
où 0 est une masse volumique de
référence.
[h] = m ; la magnitude de h est de quelques
cm
S. Speich PO1_03 - 67
Hauteur stérique
Exemple de hauteur stérique
pour l’océan global à 1500 dbar
de profondeur calculée à partir
de la 2000 dbar : variations de h
de quelques cm : gradients de
pression faibles
Exemple de hauteur stérique
pour l’océan global à la surface
calculée à partir de la 2500 dbar
: variations de h pouvant aller
jusqu’à 2 m = : gradients de
pression importants dans les
couches de surface
S. Speich PO1_03 - 68
Hauteur dynamique
D p1, p
2( ) = T,S, p( )dpp1
p2
En océanographie une autre quantité utilisée souvent est la « Hauteur
Dynamique »
Qui est donnée par g*h, c’est à dire le produit de l’accélération de gravité et
de la hauteur stérique. La hauteur dynamique correspond à une hauteur du
géopotentiel. Les cartes de topographie dynamique correspondent donc à
des cartes de hauteur stérique divisées par g ou à des cartes de pression
divisée par 0
[D] = m2s-2 := mètre dynamique
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Voilà pourquoi il est intéressant de connaître le
niveau moyen de la mer par altimétrie satellitaire
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Variabilité saisonnière de la surface de la mer
observée par altimétrie satellitaire
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Variabilité interannuelle de la surface de la mer
observée par altimétrie satellitaire
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Les ondes sonores dans l’eau de merLe son est constitué d'énergie acoustique due aux vibrations du milieu parcouru. En général le son se
propage mieux dans les solides et les liquides que dans les gaz, et pas du tout dans le vide.
Les longueurs d'onde couramment rencontrées dans l'océan s'étendent du millimètre à environ 50 mètres.
La vitesse du son dans l'eau étant approximativement égale à 1500 m.s-1, cela correspond à des fréquences
de 30 Hz à 1,5 Mhz (la limite audible pour l'homme est de 20 Khz).
Le son se propage particulièrement bien sous l'eau, l'atténuation due à l'absorption et à la diffusion est
beaucoup plus faible que pour les ondes électromagnétiques. Les ondes acoustiques constituent le meilleur
moyen de transmission sous l'eau.
La diffusion, due à la réflexion du son par les particules en suspension et
les bulles d'air est pratiquement indépendante de la fréquence.
L'absorption due à la conversion d'énergie acoustique en chaleur et
énergie chimique dépend par contre fortement de la fréquence. Aux
hautes fréquences l'absorption est principalement due à la viscosité de
l'eau, alors qu'aux basses fréquences, elle est due à la relaxation de l'acide
borique B(OH)3 et du sulfate de magnésium MgSO4. Le processus de
relaxation consiste en l'absorption d'énergie par changement de structure
moléculaire au passage de l'onde acoustique et conduit à la dissociation
des molécules et hydratation des ions
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Le son dans l’eau de mer
La vitesse de propagation des ondes acoustiques est donnée par :
avec coefficient de compressibilité de l'eau de mer.
La vitesse du son peut être obtenue à partir de l'équation d'état de l'eau de mer (IES 80), mais il
existe de nombreuses formules simplifiées. A titre d'exemple on donne la formule suivante :
c vitesse du son en m s-1, T température en °C, S salinité, p la pression en Pa.
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Vitesse du son dans l’eau de mer (2)En général on considère que la pression est hydrostatique, ce qui permet de remplacer dans la
formule précédente le dernier terme par 0,016 z ( z la profondeur en m).
A T = 0 °C, S = 35 , z = 0, on trouve c = 1449,2 m s-1. Dans ces conditions, la vitesse du son
augmente d'environ :
* 4,5 m s-1 par °C,
* 1,3 m s-1 par unité de salinité,
* 16 m s-1 par 1000 m.
dans les couches supérieures de l'océan la température varie fortement et est la première cause
de variation de la vitesse du son. En profondeur c'est la pression. Les variations de la salinité,
généralement faibles, ont peu d'effet.
La diminution de la température et l'augmentation de la pression avec la profondeur ont des
effets inverses et conduisent généralement au profil caractéristique de la vitesse du son de la
figure 3.14 avec un minimum au voisinage de 1000 m.
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Propagation du son dans l’eau de merLorsqu'une onde acoustique se propage dans l'eau de mer, elle est soumise à de
multiples réfractions au fur et à mesure que la densité de l'eau varie. Ces
réfractions peuvent êtres mises en évidence en suivant un " rayon " émis dans
une direction et constamment perpendiculaire au front de l'onde. Un exemple est
ici donné pour un profil de vitesse du son présentant un minimum à 900 m de
profondeur dans un milieu homogène horizontalement. Le rayon en se
propageant est systématiquement dévié vers la zone pour laquelle la vitesse du
son est la plus faible. On constate dans ce cas un phénomène de guide d'ondes, au
voisinage du minimum.
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Propagation du son dans l’eau de mer (2)
Dans certains cas, le profil de vitesse du son peut présenter un maximum
local, par exemple dans le cas d'une couche de surface bien mélangée
(température constante sur plusieurs dizaines de mètres). Les rayons
acoustiques sont alors déviés vers la surface dans la partie supérieure, et vers
le fond dans la partie inférieure. Il existe une " zone d'ombre " jamais
atteinte par les rayons.
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Compte tenu de la faible atténuation des ondes acoustiques, il existe de nombreuses
applications pour l'acoustique sous marine : citons la détection sous marine, à l'aide de
SONAR (émetteur - récepteur), et la tomographie qui permet à l'aide d'un émetteur et d'un
récepteur distants de mesurer le temps de propagation d'une onde acoustique et d'obtenir une
information sur la répartition des densités sur le trajet parcouru, pour ensuite en déduire les
mouvements d'eau en profondeur.
Applications des propriétés des ondes sonores
dans l’eau de mer